Текст книги "Ледники в горах"

Автор книги: Леонид Серебрянный

Соавторы: Андрей Орлов
сообщить о нарушении

Текущая страница: 2 (всего у книги 11 страниц)

Например, карово-висячий тип системы характерен для Полярного Урала, Восточного Алтая, гор Путорана, Чукотки, Кузнецкого Алатау. Для Западного Тянь-Шаня, Корякского нагорья, Орулгана, Кодара, Восточного Саяна характерно карово-долинное оледенение. А для Большого Кавказа, Джунгарского Алатау, Южного и Центрального Алтая, Срединного хребта, Сунтар-Хаяты, Саура, Северного Тянь-Шаня, Гиссаро-Алая, хребта Черского типично долинно-каровое оледенение. Дендритово-долинный тип оледенения проявляется в горах Памира и Внутреннего Тянь-Шаня. И, наконец, к вулканически-долинным типам систем относится Юго-Восточная Камчатка.

Другая попытка подойти к анализу морфологических типов оледенения связана с созданием схемы территориального распределения ледников, включающего четыре группы районов:

дисперсного оледенения, где ледники и снежники не составляют единого массива, а образуют лишь полосы или очаги сосредоточения, их площадь мала как относительно, так и абсолютно;

среднего полудисперсного горного оледенения, где ледники связаны в цепочки или гроздья, отходящие от компактных массивов, площадь их велика;

крупного полукомпактного горного оледенения, отличающегося от предыдущего типа полным отсутствием узких ледово-фирновых перешейков, мелких пятен и общей массивностью контуров оледенения;

компактного, или покровного, оледенения.

Сейчас перед гляциологией стоит задача перейти от качественных моделей к количественным, что поможет создать объективную и полную морфологическую классификацию и даже выявить связь между оледенением, климатом и рельефом.

Не менее интересны классификации ледников по условиям массообмена. Первая геофизическая классификация ледников принадлежит X. Альману. Он попытался связать тип режима ледников с их географическим положением и подчеркнул роль широтного фактора в формировании этих типов, выделив ледники высоких полярных широт, субполярные и стран умеренного климата. В классификации учитывается прежде всего температура ледников, от которой зависят многие важные свойства льда.

Умеренные ледники слагаются кристаллическим льдом, образовавшимся в результате довольно быстрой рекристаллизации снега в условиях большого количества воды. Вся толща умеренных ледников круглый год имеет температуру таяния льда[2]2
  Температура таяния льда зависит от давления, и у ложа ледника она может быть немного ниже 0° С.


[Закрыть], за исключением нескольких верхних метров, в зимнее время охлаждающихся до более низких температур. В этих ледниках талые воды могут свободно циркулировать по всей толще льда, заполнять трещины и крупные внутренние полости. Такие ледники часто встречаются в Южной Скандинавии, Новой Зеландии, Альпах, на Кавказе и Аляске. Наличие свободной воды на ложе заметно облегчает движение умеренных ледников и определяет высокие скорости перемещения базальных слоев льда, что способствует активному разрушению ложа.

Высокоширотные ледники состоят, по крайней мере в своей области питания, из кристаллического фирна, имеющего до значительной глубины отрицательную температуру. Даже летом температуры в области аккумуляции столь низки, что там, как правило, отсутствует таяние с образованием жидкой воды. К данному типу относятся материковые ледниковые покровы Гренландии и Антарктиды.

В горах подобные условия характерны только для верховий ледников, начинающихся на склонах высоких вершин: Эверест (Джомолунгма), Хан-Тенгри и др. В основании холодных ледников нет пленки воды. Такие ледники, по-видимому, приморожены к ложу, скольжение льда тормозится, а эрозия сокращается.

Геофизические классификации, как и морфологические, можно распространять от отдельных ледников на целые ледниковые системы. При районировании этих систем по условиям массообмена следует учитывать широтное положение района оледенения, источники его питания, степень океаничности или континентальности ледниковых климатов, условия концентрации снега на ледниках.

А. Н. Кренке [1982] подсчитал, что площадь ледниковых систем СССР с морским ледниковым климатом составляет 27 130 км², а с континентальным – 51 360 км². Отсюда следует, что оледенение СССР преимущественно континентальное.

Динамическая система классификации ледников менее разработана. В ее основу положено представление об активности и пассивности ледников, что зависит от скорости их движения, мощности льда и величины вещественного баланса. Различают активные, пассивные и мертвые ледники. Для активных ледников характерно постоянное движение льда из области аккумуляции. Активность может определяться и поступлением лавин в расположенные ниже ледники подножий. К примеру, выводной ледник Морсауриекудль в Исландии питается исключительно за счет лавин с ледяной шапки Ватнайёкудль.

Динамические характеристики ледника не прямо зависят от положительного баланса массы. Некоторые ледники могут сохранять активную динамику и при отрицательном балансе, но такое состояние не может продлиться долго. Бывает, что нижняя часть ледника еще сохраняет активность, а в верхней за счет отрицательного баланса поверхность сильно осела. В общем случае, однако, динамически активный ледник быстро движется независимо от того, наступает или отступает в данный момент его конец. Но, конечно, степень активности возрастает с увеличением мощности льда.

При сокращении питания ледник может стать пассивным, что особенно проявляется на пологих склонах. Между тем утрата динамической активности вовсе не означает, что ледник омертвел. Последнее состояние, по определению X. Альмана, прежде всего связано с прекращением питания в области аккумуляции. В таком случае движение льда определяется, лишь уклоном подстилающей поверхности. Иногда омертвевшая часть ледника отождествляется с его полной статичностью, но это лишь следствие гляциоклиматической ситуации. Отчленившиеся языки мертвого льда способны долго сохраняться в изоляции от основного тела ледника. В настоящее время у конца ледника Маласпина на Аляске находятся значительные массы мертвого льда.

Недостатком динамической классификации является отсутствие массовых точных данных, определяющих динамические особенности ледников, а также объективных критериев, используемых при дифференциации ледников. Чтобы преодолеть указанные затруднения, Р. Финстервальдер предложил относить к числу быстродвижущихся ледников только те, у которых отношение скорости к ширине (или мощности) колеблется от 1/6 до 2/3 (у медленно движущихся это отношение заметно меньше).

С точки зрения рельефообразующей деятельности ледников дальнейшее совершенствование динамической классификации наиболее перспективно, поскольку интенсивность переработки ложа прежде всего зависит от гляциодинамических факторов.

Режим ледников

Наблюдая за снежным покрывалом гор летом, легко заметить, что оно не остается постоянным, а, постепенно приподнимаясь, сокращается в размерах, и к осени снега и льды сохраняются лишь в самых высоких частях гор. Во многих выемках образуются многолетние снежники. В горах с высотой их количество и размеры увеличиваются и, наконец, появляются сплошные снежные поля. Дело в том, что с высотой температура понижается и на определенном уровне за год выпадает снега больше, чем может растаять летом. Этот важный природный рубеж называется снеговой линией. Ее положение зависит от соотношения между температурой и осадками, поэтому высота снеговой линии в разных горных странах неодинакова. Например, в обращенных к Атлантике горах Норвегии она составляет всего 700 м над уровнем моря, в умеренных широтах (Альпы, Кавказ) – 2500—3800 м, а в засушливых внутриконтинентальных горах Средней Азии поднимается до 4500—5000 м.

На положение снеговой линии влияет экспозиция горных склонов. Как правило, на южных склонах снеговая линия поднимается выше, чем на северных. Однако бывают и исключения, связанные с ориентацией гор относительно влагонесущих воздушных потоков. Так, на южных склонах Большого Кавказа, где выпадает больше снега, снеговая линия расположена на 400 м ниже, чем на северных. Аналогичная ситуация наблюдается и в Гималаях, на южном склоне которых снеговая линия ниже, чем на северных, за счет влияния муссонов.

Снеговую линию может увидеть каждый: это нижний предел нестаявшего снега после обильных летних снегопадов, или сезонная снеговая линия. В течение лета она постоянно поднимается вверх до определенного уровня, который и является границей вечных снегов в данный год. Высота снеговой линии год от года меняется и, таким образом, является хорошим индикатором климатических колебаний. Выше этой границы снег накапливается круглый год и по мере нарастания мощности покрова постепенно, в результате перекристаллизации, превращается сначала в фирн, а затем в настоящий лед.

Известно, что свежевыпавший снег обладает низкой плотностью, так как между его гексагональными кристаллами находится немало пор, заполненных воздухом. Однако в процессе таяния самые тонкие лучи снежных кристаллов плавятся и вся масса снега на поверхности ледника уплотняется. Этому процессу способствуют и другие факторы, например температура воздуха и форма снежных кристаллов. Как известно, при низкой температуре кристаллы невелики и четко различаются между собой. При повышении температуры многие снежинки слипаются еще в воздухе и образуются крупные снежные хлопья. Они достигают особенно больших размеров при температурах, близких к нулю.

Попав на поверхность ледника, кристаллы снега постепенно превращаются в фирн (в переводе с немецкого – «прошлогодний снег»). Поскольку давление водяного пара выше всего на концах снежных кристаллов, они оплавляются. Благодаря этому сами кристаллы приобретают грубую зернистую форму, причем крупные кристаллы разрастаются за счет своих более мелких соседей. В итоге фирновая масса имеет почти одинаковые размеры зерен. При температурах, близких к нулю, процесс особенно ускоряется: свежевыпавший снег превращается в зернистый за несколько дней. В крайне холодных условиях, например в центре Гренландии или Антарктиды, он может длиться годами.

Преобразованию снега способствует его уплотнение под давлением. Этот фактор более активно сказывается при сильных снегопадах, когда температуры воздуха близки к нулю. При значительном давлении вышележащих слоев снег становится компактным, мелкозернистым. Если в свежевыпавшем состоянии его плотность составляет 0,06—0,08 г/см³, то через двое суток в умеренно теплых условиях она может возрасти до 0,2 г/см³. Зернистый снег в свою очередь постепенно превращается в фирн. Это может произойти за одну зиму, если плотность возрастет до 0,40—0,55 г/см³. Фирн – это плотный зернистый снег, но еще не лед.

В определении фирна нет однозначной трактовки. Американский гляциолог М. Майер склоняется к признанию за фирном состояния, которое становится непроницаемым для просачивающейся влаги. Этот уровень достигается при плотности 0,55. Часто для умеренных ледников фирном считается перелетовавший снег, еще не достигший полной водонепроницаемости. Для полярных ледников трактовка фирна может быть несколько иной.

Физические свойства снега и фирна важны в нескольких аспектах. Прежде всего снег является плохим проводником тепла и потому при большой мощности защищает почву от промерзания. В то же время снег может (одержать большое количество воды: до 40% общего объема, или до 75% общего веса. В водонасыщенном состоянии снег становится источником лавин, оказывающих немалое воздействие на рельеф и всю природу гор. При низких температурах снег становится упругим, а ближе к 0° С – вязким. Соответственно снег приобретает способность сползать по уклону, если при трении выделяется скрытое тепло; тепло оплавляет концы кристаллов, и происходит движение оставшихся зерен снега.

Превращение фирна в лед – очень медленный процесс, для которого требуется разное время в зависимости от конкретных условий. Например, на леднике Сьюорд на Аляске этот процесс требует трех—пяти лет и завершается на глубине около 13 м, а на альпийском леднике Клариденфернер через 12 лет все еще была различима структура фирна, и полное превращение его в лед происходит за 25—40 лет. В Гренландии, где снегонакопление меньше, этот процесс идет медленнее, занимая не менее 125 лет, и заканчивается на глубинах свыше 60 м.

С превращением фирна в лед кристаллическая структура изменяется, при этом размеры кристаллов заметно увеличиваются и в отдельных случаях достигают 20—30 см в поперечнике. Одновременно весь воздух собирается в отдельные пузырьки. Именно с этого момента можно считать, что фирн превратился в ледниковый лед с плотностью 0,80—0,85 г/см³. Впоследствии по мере накопления все новых порций снега нагрузка на лед возрастает и соответственно уменьшаются размеры содержащихся в нем воздушных пузырьков. В конечном итоге они становятся невидимыми и лед приобретает прозрачность, его плотность достигает 0,88—0,91 г/см³. На альпийском леднике Мер-де-Глас для достижения такого состояния требуется 50 лет.

Все эти преобразования наблюдаются в природе. Представим себе, что мы вошли в глубокий туннель, пропиленный рекой сквозь многолетний снежник. В стенках туннеля легко различить чередование рыхлых и плотных слоев, что характерно для фирновых толщ. В более плотных слоях процесс перекристаллизации снега зашел наиболее далеко.

Ледники сложены поликристаллическим льдом, структура которого унаследована от снежинок, некогда выпавших в горах. Следовательно, ледниковый лед является метаморфической породой, и в его строении четко выражена слоистость, указывающая, что исходный материал образовался при повторных снегопадах. Сезонная слоистость подчеркивается прослоями пыли, скапливающейся на поверхности ледника между снегопадами.

Если исследовать прослои пыли под микроскопом, то можно обнаружить там зерна пыльцы и споры растений, занесенные ветром на ледник. Поскольку основная масса пыльцы продуцируется весной и ранним летом, слои, обогащенные пыльцой, приобретают маркирующее значение для сезонной дифференциации снежно-фирновых толщ и позволяют подсчитать снегонакопление на горных ледниках. Такие исследования успешно проводились на ледниках Эльбруса и Полярного Урала.

Для стратификации снежно-фирновых толщ нередко применяется анализ минеральных частиц из прослоев пыли, причем наиболее эффективным оказалась фиксация содержания радиоактивных изотопов ⁹⁰Sr и ¹³⁷Cs. В качестве одного из примеров сошлемся на работы экспедиции Института географии АН СССР на Шпицбергене. Анализ содержания изотопов в ледяном керне, взятом на ледоразделе ледниковой системы Грёнфьорд – Фритьоф, показал, что за период 1951—1975 гг. скорость снегонакопления составляла 75 см/год.

Датируют сезонные слои снега и льда обычно вместе с их кристаллографическими исследованиями, что позволяет глубоко разобраться в процессах превращения снега в лед. Поскольку такое превращение зависит от климатических факторов, вполне естественно, что на разных высотных ступенях ледников эти процессы проявляются неодинаково. На ледниках удается выделить несколько зон льдообразования, заметно различающихся по характеру гляциологических процессов. Самая холодная из них – рекристаллизационная – занимает вершины наиболее высоких гор, где летние температуры остаются отрицательными. Это исключает возможность образования талой воды. Для превращения снега в лед в данных условиях требуется накопление больших масс твердых осадков и длительное время. Классические примеры рекристаллизационной зоны – внутренние области районов современного покровного оледенения Антарктиды и Гренландии. В общем случае к этой зоне примыкает режеляционно-рекристаллизационная, иногда именуемая зоной просачивания. Климат ее несколько мягче. Летом здесь возможно кратковременное таяние поверхностного слоя снега с образованием талой воды, при последующем ее замерзании появляются корочки режеляционного льда.

У нижней границы режеляционно-рекристаллизационной зоны в летние месяцы скапливается довольно много воды, которая замерзает, просачиваясь в холодную фирновую толщу. Здесь расположена холодная инфильтрационно-режеляционная толща с характерным слоем режеляционного фирна, начиненного прослойками инфильтрационного льда. Непосредственно к этой зоне примыкает теплая инфильтрационно-рекристаллизационная зона, в которой, так же как и в предыдущей, образование льда завершается на глубине десятков метров за счет медленной рекристаллизации. Но здесь такой воды уже значительно больше, и ее хватает на прогрев всего активного слоя до температуры 0° С.

Ниже по леднику расположена инфильтрационная зона, где повторно замерзающая вода заполняет все поры в годовом нестаивающем остатке снега. Летом эта часть ледников превращается в труднопроходимое снежное болото. И, наконец, последняя зона – ледяная – характеризуется почти полным отсутствием фирна, обилием талых вод, частично переходящих в наложенный лед, а частично стекающих вниз но ледниковому языку.

Вполне естественно, что фирновые области ледников располагающихся в разных физико-географических условиях, отличаются и специфическим соотношением вышеперечисленных зон льдообразования. Например, у альпийских ледников лучше всего выражена теплая инфильтрационно-режеляционная зона, тогда как на ледниках Тянь-Шаня, Полярного Урала и некоторых арктических островов ведущим процессом превращения снега в лед является инфильтрация.

Все процессы, ведущие к приросту массы льда, объединяются в понятие аккумуляции. Ее величина в первом приближении исчисляется количеством твердых осадков – снега, поступающего на поверхность ледника. Однако жидкие осадки, например дождевая влага, выпавшая и замерзшая на леднике, тоже, естественно, принимаются в расчет. Кроме того, в определенных условиях важной составляющей аккумуляции оказываются лавины, метелевый перенос снега с окружающих склонов, конденсация влаги из содержащегося в воздухе водяного пара, нарастающие осадки (иней, изморозь) и др. Таким образом, аккумуляция – процесс довольно многообразный.

Не менее сложно и понятие абляции, которая охватывает все процессы, ведущие к сокращению массы льда. Помимо непосредственного таяния, оно включает испарение с поверхности ледника, снос снега и льда ветром и лавинами. На большинстве современных горных ледников среди факторов абляции в количественном отношении выделяется таяние. Чтобы измерить слой стаявшего льда на поверхности ледниковых языков, в нескольких точках забуривают рейки.

Испарение и таяние происходят в теплое время года по всей длине ледника – от области питания до самого конца, но эти процессы выражены по-разному. Понятно, что наибольшие потери несут нижние части ледниковых языков, заходящие в область, где сказывается влияние более высоких температур и иногда жидких осадков, стимулирующих таяние. Резко увеличивается абляция, когда с гор на ледники вторгаются массы теплого воздуха – фёны.

Кроме того, для ледников, заканчивающихся в море, важной статьей расхода является откол ледяных глыб – айсбергов. Те участки побережий, где активно идет этот процесс, называют бухтами отела. Отел айсбергов происходит не только в море, но и в горных озерах, к берегам которых спускаются концы ледников. Мы наблюдали это явление в Центральном Тянь-Шане, на крупном озере у конца ледника Петрова.

Приведенные примеры показывают, что точное определение абляции и аккумуляции связано с учетом разнообразных процессов на поверхности ледников, а также в их толще и на контакте с ложем. В последнем случае имеется в виду донное таяние ледников, стимулируемое как гляциологическими процессами, так и подтоком тепла из недр Земли.

Приход вещества за счет аккумуляции и его расход в результате абляции, в сущности, определяют особенности функционирования ледяных тел, их режим. Соотношение между накоплением и расходом вещества в ледниках, т. е. разность между аккумуляцией и абляцией, называют балансом массы ледника. При его изучении в качестве единицы времени используется бюджетный год, за начало которого принимается время, когда абляция достигнет максимума (обычно – в конце лета). Естественно, что конкретный бюджетный год часто не соответствует календарному, но это различие стирается при осреднении за многолетние периоды. Результаты измерения аккумуляции и абляции приводятся в пересчете на водный эквивалент, выраженный в кубических сантиметрах или в литрах по всей поверхности ледника. Однако они могут быть представлены и для конкретной точки в сантиметрах водного эквивалента, что, естественно, требует измерения плотности снега или льда.

Наиболее мощные скопления льда приурочены к углублениям рельефа – ледоемам, которые служат очагами оледенения. Из них лед, словно паста из тюбика, растекается вниз по долинам до тех пор, пока количество накапливающегося вверху снега не компенсируется количеством льда, стаивающего внизу. Соответственно на ледниках выделяются две области: вверху область питания, где приход вещества превышает его расход, а внизу область абляции, где преобладает потеря массы. На каждом леднике, находящемся в равновесии с окружающими условиями, приход вещества за счет аккумуляции должен компенсироваться потерями, связанными с абляцией.

В данном случае область аккумуляции уравновешена областью абляции, а граница между ними называется границей питания, или линией равновесия. Этот уровень часто не совпадает с фирновой линией, являющейся на ледниках аналогом снеговой линии на окружающих склонах. Дело в том, что на некоторых ледниках между фирновой линией и границей питания расположена ледяная зона, где лед образуется в результате повторного замерзания талой воды. Эта переходная зона широко распространена на субполярных ледниках, отличающихся низкими температурами льда.

Аккумуляция и абляция значительно изменяются во времени и пространстве, и разница в ходе данных процессов выражает удельный баланс массы ледника в точке измерений. Для перехода к чистому удельному балансу массы эту величину выражают кумулятивно. В качестве примера сошлемся на детальные наблюдения за балансом, проведенные на леднике Марух В. М. Меншутиным (рис. 2). Анализ результатов измерений величины баланса массы позволяет судить о динамическом состоянии ледников и о гляциоклиматических условиях их существования.

Следует подчеркнуть, что измерения баланса массы ледников, проведенные во многих районах северного полушария, привели к выводу о последовательном сокращении размеров оледенения в нынешнем столетии и особенно за последние десятилетия. Это заключение хорошо согласуется с тенденциями современных изменений климата.

Рис. 2. Режим ледника Марух (Большой Кавказ) в 1967 г.

а – динамика снеговой линии; б – аккумуляция снега; в – абляция; г – удельный баланс массы

На изменение баланса массы в первую очередь влияют два климатических показателя: осадки и температура. Прохладное лето, к примеру, может привести к положительному балансу за счет уменьшения абляции. К аналогичному эффекту приводит увеличение количества твердых осадков в гляциально-нивальной зоне. Естественно, что наиболее благоприятные климатические условия для существования ледников соответствуют периодам с обильными снегопадами и прохладным сезоном абляции. Действительно, длительные наблюдения за балансом массы ледников в разных горных районах подтвердили, что при устойчивом положительном значении данного параметра пополняются запасы льда. При этом увеличивается скорость его движения и разрастаются ледники.

Рост размеров ледников продолжается до тех пор, пока вновь не установится равновесие между абляцией и аккумуляцией. В горных районах этому способствует расширение области абляции при продвижении концов ледников вниз по долинам. Показательны ледники Центрального Тянь-Шаня, активно наступавшие в 20-х годах нынешнего столетия, когда во всей Средней Азии были зарегистрированы рост увлажненности и понижение летних температур. Некоторые ледники тогда продвинулись вперед на целый километр, а впоследствии снова сильно отступили. Следы значительных климатических колебаний сохранились в виде огромных каменных куч, нагроможденных наступавшими ледниками.

При отрицательном балансе массы ледники утоньшаются и отступают. Само выражение «ледник отступает» может ввести в заблуждение: ни ледник, ни тем более ледниковый покров не могут двигаться вспять. Просто в этих условиях приток льда из области питания не в состоянии восполнить его потерю на языках. Поэтому ледники постоянно сокращаются и в конечном итоге могут даже совсем исчезнуть.

Процессы наступания—отступания ледников четко отражаются на их морфологии и, в частности, на форме концов ледниковых языков. Наступающие ледники с положительным балансом массы имеют крутой, иногда даже почти отвесный фронтальный обрыв. Для отступающих ледников с отрицательным балансом наиболее типичен пологий конец, обычно сильно замусоренный камнями,

И хотя влияние климата на баланс массы и поведение ледников бесспорно, конкретные механизмы реакции ледников на климатические изменения до сих пор слабо выяснены. В том случае, если ледник стационарен, теоретически суммарные величины чистой аккумуляции и абляции должны быть равны. Но в природе эти условия соблюдаются довольно редко. Одна из главных причин такой нестационарности большинства ледников наряду с некорректно проведенными наблюдениями заключается в запаздывании их реакции на климатические изменения. Время запаздывания зависит от размеров ледников. Иными словами, на поведение крупных ледников будут влиять только существенные гляциоклиматические изменения. Более полную информацию об этих изменениях могут предоставить мелкие ледниковые тела. Поэтому теперь гляциологов уже не смущает тот факт, что ледники одного и того же горного массива нередко обнаруживают разные тенденции.

От режима ледников зависит и их геологическая деятельность. Чем больше величина баланса, тем выше темпы аккумуляции и абляции и тем быстрее происходит оборот льда в ледниковой системе.

Поскольку толщина годовых слоев льда связана с интенсивностью осадков, стратификация ледяных кернов приобретает важное значение для реконструкции климатических условий прошлого. Каков же максимальный возраст льда в горных ледниках? Ответ на этот вопрос может дать соотношение ежегодного накопления и таяния с толщиной ледников. Согласно расчетам даже в самых крупных горных ледниках сейчас тает лед, образовавшийся не более тысячи лет назад.

Активные ледники движутся быстрее пассивных и интенсивнее воздействуют на рельеф гор. Чтобы составить количественное представление об активности ледников, можно использовать такой показатель, как изменение величин аккумуляции и абляции на единицу подъема у снеговой линии, т. е. вертикальные градиенты аккумуляции и абляции. Сумма значений градиентов, характеризующая увеличение годового прироста вещества в леднике с высотой, называется энергией оледенения.

Активные ледники с большой энергией оледенения отличаются избытком твердых осадков в области питания, значительным перемещением льда между областями питания и абляции и соответственно производят интенсивную геологическую работу. Такие ледники преимущественно расположены в приморских районах и умеренных широтах: на Кавказе, в Альпах, Исландии, Скандинавии и Новой Зеландии. Менее активны ледники арктических архипелагов, где количество осадков мало и летние температуры редко поднимаются выше нуля. Одной из наиболее эффективных составляющих абляции здесь является откол айсбергов.